Фазовые переходы пород нижней коры - возможный фактор погружения бассейна

Помимо растяжения и термического остывания литосферы определенную роль в истории погружения континентальных осадочных бассейнов могут играть и фазовые переходы пород основного состава в нижней части коры в гранулитовые и эклогитовые фации (рис. 2-2; 3-2; Ito and Kennedy, 1971; Соболев, 1978; Артюшков и др., 1979; 1993; Артюшков и др., 1982, Bousquet et al., 1997), а также переходы в пределах мантии литосферы перидотитового состава (рис. 2-2; Forsyth and Press, 1971; Dusсhenes and Solomon, 1977).

Сначала рассмотрим фазовые переходы в пределах перидотитовой литосферы. При моделировании истории погружения бассейнов в системе ГАЛО учитывались изменения плотности пород перидотитовой мантии за счет двух основных фазовыx переxодов (рис. 2-2; Forsyth, Press 1971): шпинелевого перидотита в плагиоклазовый со скачком плотностей от 3.26 до 3.30 г/см³, контролируемого границей фазового перехода

T(°C) = 194.17 × P(кбар) - 761.16 (1-2a)

Z(км) = 12.11 + (T°C/62.85) (1-2б)

и плагиоклазового перидотита в гранатовый со скачком плотностей от 3.30 до 3.38 г/cм³, контролируемого границей перехода

T(°C) = 83.94 × P(кбар) - 646.38 (2-2a).

Z(км) = 23.79 + (T°C /27.17) (2-2б)

или по более точным данным (Wood and Yuen, 1983; Yamasaki and Nakada, 1997):

P(Кбар) = 0.000025´[ Т(°С)-900 ]² + 15 (3-2)

Согласно (1-2б), фазовый переход шпинелевого перидотита в плагиоклазовый приходится на интервал глубин от 12 до 32 км. Поэтому в континентальной литосфере он оказывается в пределах коры и, следовательно, не даёт вклада в изменение плотности пород мантии и в формирование рельефа поверхности литосферы (рис. 6-3). Второй переход согласно (2-2б) приурочен к глубинам от 24 до 70 км, и вклад, обусловленный вариациями в глубине этого перехода в процессе эволюции континентального бассейна, может объяснить от 200 до 400 м погружения поверхности фундамента. В океанической литосфере и литосфере краевых морей вклад в рельеф поверхности литосферы дают оба фазовых перехода и он может достигать 800 м.

Более сложная ситуация имеет место с фазовыми переходами пород нижних горизонтов континентальной коры в эклогитовые фации. Эклогиты представляют собой породы верхней мантии, богатой Al₂O₃. Под континентами они слагают верхнюю мантию в интервале глубин от 70 до 400 км или давлений от 20 до 120 кбар (рис. 2–2). Известно, что габброиды, как и базальты с плотностями r=2.8-3.0 г/см³, устойчивы в области высоких температур и низких давлений в то время как при более низких температурах и более высоких давлениях устойчивы эклогиты с плотностями r=3.45-3.60 г/см³ (Ito and Kennedy, 1971; Соболев, 1978). При эклогитизации полевой шпат - наиболее распространённый минерал коры - заменяется на более плотную фазу типа жадеита, кианита, клинозоисита и кварца, что ведёт к возрастанию плотности на несколько процентов (Austrheim et al., 1997). Степень роста плотности сильно зависит от состава и минералогии пород, претерпевающих эклогитизацию (рис. 2-2, 3-2). Полная эклогитизаия базальтовых пород нижней коры приведёт к плотностям около 3.5 - 3.6 г/см³, что заметно превосходит плотность верхней мантии 3.3 г/см³ (Green and Ringwood, 1967). При эклогитизации гранодиорита (средней породы коры) достигается плотность 3.12 г/см³ (Richardson and England, 1979). Измеренные плотности эклогитов варируют от 3.1 г/см³ до 3.6 г/см³ для пород с составом, изменяющимся от анортозита до габбро. Средний прирост плотности при переходе гранулита в эклогит, измеренный, например, в горных породах дуги Берген в западной Норвегии, составлял около 0.3 г/см³ (Austrheim, 1990). Плотность верхней мантии 3.3 г/см³ может быть достигнута либо при полной эклогитизации пород с составом более основным, чем гранодиорит, либо при частичной эклогитизации базальта (Austrheim et al., 1997). Присутствие воды на границах кристаллов и в трещинах будет уменьшать скачёк плотности при эклогитизации: добавление 5% H₂O в эклогит сокращает его плотность на 0.1 г/см³ (Austrheim et al., 1997). Однако интенсивность эклогитизации в присутствие воды заметно возрастает. Поэтому сухие породы нижней коры могут оставаться метастабильными при условиях, когда их влажные аналоги претерпевают эклогитизацию. В частности, эволюция коллизионных зон и вклад в неё процесса эклогитизации будет сильно зависеть от наличия воды в породах и структуры флюидопотоков в регионе.

Рис. 2-2 Фазовые диаграммы для сухого и влажного (0.1% H₂O) перидотита и сухого и влажного (следы воды) габбро-эклогита (Dushines and Solomon, 1977). Приведены значения скоростей Vp и Vs в км/сек.

В истории погружения бассейна большое значение могут иметь и характерные реологические свойства формирующихся эклогитов. В Р-Т условиях метаморфизма амфиболитовых фаций эклогит должен быть более прочной породой, чем амфиболит. Однако по отношению к другим породам литосферы, включая широкий спектр от кварц-палеошпатовых (анортозиты, кварциты и граниты), через основные (габбровые анортозиты и габбро) до ультраосновных пород (пироксены и лерцолиты), эклогитовые породы являются менее прочными и деформируются легче. Эклогитизация может ослабить прочность пород на несколько порядков величины, и существует множество механизмов, способствующих этому процессу (Austrheim et al., 1997).

Рис. 3-2. Изменение состава пород и их плотностей с температурой и давлением для трёх возможных составов пород коры: гранодиоритного для верхней коры, и кислого (андезитового) или основного (габброидного) - для пород нижней коры (Bousquet et al., 1997).

Справа показаны глубины, приближённо соответствующие довлениям левой шкалы.

Столбцы из трёх цифр указывают плотности пород для составов пород верхней, промежуточной и нижней коры, соответственно.

Использованы следующие обозначения: ECG - гроссуляровый эклогит; ECC - коэситовый эклогит; ECL - лавсонитовый эклогит; LBS - лавсонитовые голубые сланцы; EBS - эпидотовые голубые сланцы; EC - эклогиты; GG - безплагиоклазовый гранулит; GGA-GGAK - кианитовый гранулит; GGA - гранат-плагиоклазовый гранулит; AEA - альбит-эпидотовый амфиболит; GS - зелёные сланцы; A - амфиболит; G2PX - двупироксеновый гранулит.

Как правило, породы в основании “нормальной” континентальной коры находятся в сухих условиях. В таких условиях скорости метаморфических реакций, а вместе с ними и характерное время достижения равновесия при твердофазовых реакциях, экспоненциально уменьшаются с падением температуры:

где E - энергия активации, R - газовая постоянная и T - температура пород (Соболев, 1978). Эксперименты (Ito and Kennedy, 1971) показывают резкое замедление скоростей

метаморфических реакций в отсутствие флюидов уже при температурах 800-900°С. Именно по этой причине эксперименты с измерением скоростей процесса эклогитизации проводились лишь в области температур Т ³ 900°С. На основании их можно утверждать, что в отсутствии воды кинетическая граница метаморфизма соответствует температуре не ниже 700-800°С, что согласуется и с геологическими наблюдениями. Следовательно, в типичной континентальной коре, где нормальные температуры не превышают 500-600°С переход габбро-гранулиты-эклогиты может произойти лишь в эпохи разогревания и массового поступления флюидов в нижнюю кору с последующим остыванием литосферы (Соболев, 1978; Barid et al., 1995; Артюшков, Мернер, 1997).

Эклогитовый механизм погружения бассейнов был предложен, когда американские и русские исследователи (Haxby et al.,1976; Артюшков и др., 1979; 1982, 1998; Артюшков, Бэер, 1983; 1984; Fowler and Nisbet, 1985; Артюшков, 1993; Артюшков, Мернер, 1997) заметили, что механизм растяжения и последующего термического остывания литосферы часто не удовлетворителен в применениии к внутрикратонным бассейнам, хотя он неплохо объясняет генеральные черты истории погружения пассивных континентальных окраин. Во внутрикратонных бассейнах иногда отсутствуют признаки регионального поднятия рельефа перед началом погружения бассейна, в ряде случаев нет структур, сопутствующих утонению литосферы, наконец погружение этих бассейнов зачастую не следует закону термического остывания Öt (Fowler and Nisbet, 1985). Тогда же было высказано предположение, что на начальном этапе тепловой релаксации аномально прогретой литосферы континентального рифта или в периоды его последующей тепловой реактивизации вещество нижнего слоя континентальной коры бассейнов предположительно базальтового состава, претерпевает фазовый переход в гранат-гранулит, а затем и в эклогит с заметным увеличением плотности, на 10-15%. Например, переход гранулитов в эклогиты, изученный на обнажениях глубинных пород в районе Бергена в Норвегии, сопровождался изменением плотности пород от 2.96 г/см³ до 3.28 г/см³ и увеличением скоростей продольных сейсмических волн до 7.8-8.0 км/сек, т.е. до скоростей мантийных пород (Ryan and Dewey, 1997). Результатом такого перехода явилось преобразование части пород нижней коры в более плотное состояние, что по сейсмической картине и погружению бассейна выглядит как утонение его коры бассейна при совсем незначительных (вплоть до отсутствия) признаков ее растяжения (Haxby et al.,1976; Артюшков и др., 1979; 1982; Fowler and Nisbet, 1985; Артюшков, 1993; Hamdami et al.,1994; Barid et al.,1995; Артюшков, Мернер, 1997; Артюшков и др., 1998).

Данные по отражённым сейсмическим волнам подтверждают наличие слоистой переходной зоны в основании нижней коры многих континентальных рифтовых Земли (рифт Reelfoot возраста от позднего докембрия до кембрия, девонский Припятско-Днепровско-Донецкий рифт, пермский рифт Осло, мезозойский рифт Северного моря (рис. 4-2), современный рифт Рейнский Грабен и другие; Ziegler and Cloetingh, 2004).

Рис. 4-2. Слоистый переходной слой в основании нижней коры северной части грабена Викинг (по Ziegler, 1988).

Эта зона состоит из серии плотно расположенных субгоризонтальных отражателей высокой амплитуды и дифрагирующих тел, указывающих на присутствие здесь пород высокой плотности с выраженными скачками скоростей, которые могут ассоциироваться с основными силами из мантии, метаморфическим переслаиванием гранулитов и эклогитов или с пластичными зонами сдвига, сформированными в обстановке растяжения. Возможно произвольное сочетание указанных факторов. Существенно, что такие слоистые зоны выклиниваются при переходе к бортам рифта и уже не обнаруживаются под устойчивыми блоками кратонов, обрамляющими рифтовую зону – факт, свидетельствующий об их рифтовом происхождении. Если эти зоны и в самом деле связаны с инжекцией магм из мантии, то процесс их внедрения может приводить к базификации нижних горизонтов нижней коры в процессе рифтинга с соответствующим погружением границы Мохо. И напротив, в период пострифтового охлаждения материал низов коры будет остывать в пределах поля устойчивости гранулита (рис. 3-2), увеличивая плотность пород нижней коры и соответствующие скорости. В процессе этого охлаждения и погружения эти породы могут войти в поле устойчивости эклогитовых фаций с заметным увеличением плотности и скорости сейсмических волн, что вызовет смещение вверх границы МОХО, определяемой по скачку в скоростях Vp, воспринимаемое как сокращение мощности коры (Ziegler and Cloetingh, 2004). При этом поток летучих (гидроидных жидкостей) просачивающихся из астеносферы в нижнюю кору и верхнюю мантию, играет существенную роль в интенсификации фазового перехода «гранулит-эклогит».

Рассмотренные фазовые переходы пород в основании коры служат причиной того, что во многих рифтовых зонах объём утонения верхней коры, оцениваемый по амплитудам смещения по разломам, заметно меньше, чем оцениваемый из сейсмических данных сравнением мощности коры в рифтовой и прилегающей к ней стабильной области (Артюшков, 1978; 1993; Артюшков и др., 1982; 1984; Ziegler, 1988). Так, утонение коры, оцениваемое по разломам, составляло в Верхне-Рейнском грабене 5-7 км вместо 17 км утонения коры по сейсмическим данным, для грабена Осло соответствующие значения составляли 10-20 км вместо 40-60 км, для Байкальского рифта 3-10 км вместо 15-20, для Центрального грабена Северного моря – 25-35 км вместо 100-105 и для грабена Викинг того же моря – 30-40 км вместо 100-130 км (Ziegler and Cloetingh, 2004). Эти факты говорят в пользу того, что во время рифтогенеза геофизическая граница МОХО становится заметно неустойчивой и объём коры не сохраняется, как это предполагается в известных моделях растяжения коры (MacKenzie, 1978; Wernicke, 1981).

Основная трудность в предложенном механизме погружения бассейнов заключается в оценке скоростей привлекаемых фазовых переходов. Эти скорости, как отмечалось, экспоненциально убывают с уменьшением температуры и становятся пренебрежимыми в области температур Т £ 700-800°С (Соболев, 1978). При более высоких температурах, где эти скорости значимы, поле устойчивости эклогита соответствует давлениям Р > 20 Кбар (z > 60 км, рис. 2-2; 3-2; Dusсhenes and Solomon, 1977; Ito and Kennedy, 1971; Соболев, 1978). В “сухих” условиях этот переход развивается очень медленно и может полностью блокироваться (Артюшков, Мернер, 1997). По этой причине, например, трудно признать корректными результаты моделирования погружения Мичиганского (Hamdani et al., 1991) и Уиллонстонского (Hamdani et al., 1994) бассейнов. В самом деле, авторы работ использовали простую кривую Клайперона для определения положения фазового перехода “базальт – эклогит и принимали постоянный скачёк плотностей, равный 0.20 г/см³ во всем интервале температур Т»300-500°С, характерном для пород в основании коры в процессе релаксации небольшого теплового возмущения, локализованного в основании литосферы (Hamdani et al.,1991; 1994).

Чтобы обойти эту трудность Л.И. Лобковский предположил, что особенности вязко-порового течения жидкой базальтовой составляющей в нижних горизонтах литосферы и в подстилающей астеносфере могут приводить к формированию линз базальтового расплава на границе “литосфера-астеносфера”. Формирование таких линз могло бы иметь место на той стадии континентального рифтогенеза при общем растяжении литосферы, когда развиваются процессы фильтрации магматического расплава из верхней мантии (Ziegler, 1990; Lobkovsky et al., 1992). Далее, как и в предыдущей гипотезе, авторы предполагают, что в процессе остывания происходит кристаллизация магматической линзы, сформированной в основании литосферы, в эклогитовое тело, что сопровождается погружением бассейна. Основные проблемы, связанные с таким механизмом погружения, касаются возможности формирования столь массивных базальтовых тел в основании литосферы бассейнов (Артюшков, 2000), а также неопределённости в степени преобразованности этих тел в эклогит при Р-Т условиях осадочного бассейна. Заметим что в осевой зоне континентального рифтогенеза мощность литосферы согласно геофизическим данным не превышает 25-30 км, поэтому глубина границы “кора-мантия”, где располагается базальтовая линза по предположению Е.В. Артюшкова, и границы “литосфера-астеносфера”, где локализована базальтовая линза по механизму Л.И. Лобковского, не должны заметно отличаться одна от другой.

Однако, остаются проблемы, связанные с неопределенностью в оценках положения базальтового тела в пределах P-T поля устойчивости “базальт-гранат-гранулит-эклогит”, в определении скоростей соотвествующих фазовых переходов и степени преобразованности вещества линз. Это имеет следствием почти полную неопределенность в количественных оценках изменений плотности вещества в пределах зоны перехода “базальт-эклогит” и делает практически невозможным расчет количества прореагировавшего материала, а также численный анализ глубинной и временной эволюции распределения плотностей в литосфере. При этом остаётся неясной и реакция литосферы на “отрыв и погружение” кусков плотного эклогита в мантию: должны ли эти процессы сопровождаться воздыманием поверхности бассейна и его и эрозией и если да, то какова амплитуда этой эрозии? Несомненно, необходимы дополнительные исследования, касающиеся численного определения кинетических параметров процесса эклогитизации и зависимости её скорости от содержания летучих, прежде чем механизм эклогитизации будет использован в численном моделировании истории погружения бассейна.

Можно отметить в связи с этим, что для ряда бассейнов история погружения объясняется и без привлечения механизма эрозии нижних слоёв коры за счёт фазового перехода. Так, анализ распределения плотностей пород коры и мантии литосферы Байкальского рифта в работе (Zorin and Lepina, 1989), предполагает, что для объяснения истории погружения бассейна достаточно увеличения плотности пород на 0.05-0.06 г/см3, которое можно получить как результат кристаллизации астеносферной жидкой фазы (Грачев и Николайчик, 1985) и за счет разности в плотностях остывшего материала астеносферного поднятия и материала нормальной мантии на тех же глубинах. Предложенный в работе механизм неплохо согласуется с наблюдаемым распределением сейсмических скоростей и гравитационных аномалий и не требует для своего объяснения увеличения плотностей за счет образования эклогита (см. также Morgan and Ramberg, 1987).

Имеются примеры бассейнов, когда относительно высокие амплитуды пострифтового погружения удовлетворительно объяснялись более продолжительной тепловой активизацией литосферы, чем предполагалось в стандартных моделях мгновенного рифтогенеза (Takeshita, Yamaji 1990; Галушкин, Кутас,1995; Lopatin et al., 1996). Заметим также, что определенную роль в погружении поверхности фундамента бассейнов могут играть и динамические причины типа регионального сжатия литосферы (Nikishin et al.,1997; Никишин и др., 1999). В такие периоды развития бассейнов могут возникать заметные отклонения от состояния локально изостатического отклика литосферы на нагрузку. Однако, для бассейнов, локализованных вне глобальных поясов сжатия, продолжительность таких периодов мала (2-30 млн. лет), и после их завершения состояние изостазии литосферы бассейна, как правило, восстанавливается (см. гл. 6).

Таким образом, следует признать существование механизмов сокращения мощности коры, отличных от традиционного, связанного с растяжением литосферы. Характерным примером такого рода являются восточная и западная котловины Чёрного моря (глава 11). В случае действия только последнего механизма погружения бассейна осадочный разрез Чёрного моря был бы нарушен разломами, которые должны бы проявляться в сейсмических разрезах. Но сейсмические данные показывают, что осадочные разрезы как западной, так и восточной котловин характеризуются совершенно пологим залеганием слоёв, по крайней мере, начиная с олигоценового возраста (Исмагилов, Коган, 1989.). Поэтому, как справедливо отмечает Е.В. Артюшков (1993; 2003), должны существовать механизмы эрозии коры снизу, не нарушающие осадочный слой бассейна. Фазовый переход пород гранулитовых фаций в более плотные породы эклогитового состава, вероятно, и является таким механизмом (Артюшков, Бэер, 1983), но неопределённость кинетических параметров такого перехода сдерживает его применение в количественных оценках амплитуд погружения бассейнов. Не вызывает сомнения, что таким переходам часто сопутствуют процессы изменения состава мантии в сторону повышения содержания летучих компонент. Такая мантия, согласно результатам геохимического анализа, предполагается в настоящее время в бассейне Иллизи в восточном Алжире ((Lesquer et al., 1988; Makhous and Galushkin, 2003). В Чёрном море аналогичная модификация состава пород мантии могла быть связана с процессами пододвигания, сопровождавшими закрытие океана Тетис, и последующей релаксацией поглощённой литосферы.

2.3 Термо-механические аспекты формирования рифтогенных бассейнов

Утонение литосферы бассейна и астеносферный диапиризм под осевой зоной континентального рифта рассматриваются в качестве основных процессов, управляющих формированием рифтогенных бассейнов (McKenzie, 1978; Артюшков, 1993; Huismans et al., 2001). Чисто кондуктивное прогревание литосферы за счет повышения теплового потока в ее подошве требовало бы слишком больших времен (100 млн.лет) для формирования астеносферного поднятия (Mareshal, 1983a, б; Spohn and Schubert, 1983; Глико, 1986; Gliko and Mareshal, 1989). Анализируя ситуацию, Ю.А. Зорин и С.В. Лепина (Zorin and Lepina, 1985, 1989) пришли к выводу, что хотя термические процессы и могут участвовать в утонении литосферы, они не являются здесь определяющими, даже если предположить полное конвективное перемешивание вещества в “термически” поднимающемся астеносферном диапире. Проникновение по механизму конвективной неустойчивости легкого вещества астеносферы в литосферу может осуществляться достаточно быстро, за 30-50 млн.лет, в зависимости от соотношения эффективных вязкостей вещества диапира и вмещающей литосферы (Neugebauer, 1983; Heeremans et al., 1996; Huismans et al., 2001). Однако, подъём такого диапира вызвал бы растяжение литосферы на величину, сравнимую с размерами диапира. Наблюдения показывают, что амплитуда растяжения в рифтовых областях обычно на порядок величины меньше ширины области подъёма аномальной мантии (Артюшков, 1979, 1982, 1993; Zorin and Lepina, 1985, 1989; Ibraham et al., 1996).

При объяснении природы рифтогенеза более продуктивной оказалась модель растяжения литосферы в поле региональных напряжений (пассивный рифтинг) и при термическом воздымании астеносферы (активный рифтинг). При этом только рифты без признаков существенной вулканической активности могут рассматриваться как чисто пассивные, тогда как большая часть рифтов проходит эволюционный цикл, начиная с начальной пассивной стадии и сменяясь этапом активного рифтинга, в течении которого магматические процессы играют возрастающе важную роль (рис. 5-2; Wilson, 1989; Huismans et al., 2001). Амплитуда растяжения играет существенную роль в формировании состояния декомпрессии в нижней литосфере и верхней астеносфере, в значительной степени определяя амплитуду поднятия кровли астеносферы и объёмы синрифтового и пострифтового вулканизма (Ziegler and Cloetingh, 2004). Интенсивность и время проявления последних зависит от многих факторов, таких как мощность и термическое состояние растягиваемой литосферы, температура астеносферы, влияние горячих пятен и др. (Van Wijk and Cloetingh, 2002; Ziegler and Cloetingh, 2004). Например, умеренное растяжение мощной (150 и более км) холодной литосферы предполагает небольшие объёмы вулканизма в процессе рифтинга, тогда как растяжение более тонкой литосферы (100 и менее км) в 1.2 - 1.3 раза может сопровождаться генерацией значительных объёмов расплава при быстрой смене источников в нижней литосфере на астеносферные (Ziegler and Cloetingh, 2004). Большие объёмы расплава могут генерироваться в процессе рифтогенеза литосферы, покрывающей астеносферу с температурой выше, чем в прилегающих областях или с высоким содержанием летучих, понижающих температуру солидуса её пород.

Модель формирования осадочных бассейнов с однородным растяжением подстилающей литосферы была предложена Даном Маккензи (МcКenzie, 1978). Он рассматривал две стадии в эволюции осадочных бассейнов: первую - рифтовую и вторую - пострифтовую. В первую, рифтовую стадию литосфера бассейна подвергается растяжению и утонению (вместе с корой). Подъём кровли астеносферы и частичное замещение мантией вещества нижней коры (при достаточно больших амплитудах растяжения) объясняло резкое погружение фундамента, наблюдавшееся для некоторых бассейнов в рифтовую стадию их развития. В работах (Rouden and Keen, 1980; Тёркот, Шуберт, 1985) рассмотрены модификации модели Мак Кензи, когда кора частично замещается веществом основных интрузий. Как отмечалось в предыдущем разделе, сочетание термического утонения литосферы с её механическим растяжением приводит к опережающему утонению мантийной литосферы по сравнению с утонением коры (рис. 5-2).

Рис. 5-2 Пассивная и активная модели рифтинга (Huismans et al., 2001). В активной модели рифтинга растяжение создаётся активным поднятием мантийного плюма. Модель справа-сочетание активного и пассивного рифтига в модели реального рифтогенеза. Внизу показаны примеры строения литосферы и томография мантии для Байкальской рифтовой зоны и для рифта Рио Гранде.

В моделях, рассмотренных выше, не анализируется ни процесс растяжения литосферы, ни процесс формирования астеносферного поднятия; так как оба они предполагались мгновенными. Более реальные модели эволюции литосферы рассмотрены в работах (Alvares et al., 1884; Keen, 1985; Takeshita and Yamaji, 1990; Pedersen, 1994; Huismans et al., 2001; Van Wijk and Cloetingh, 2002; Ziegler and Cloetingh, 2004 и других). В них анализируются условия поддержания процесса рифтогенеза с постоянной скоростью растяжения литосферы. В частности, относительно быстрое раскрытие задуговых бассейнов (Табл. 2-1, 3-1) авторы цитированных работ связывали с существованием ослабленной литосферы, когда незначительные вариации в тектонических напряжениях вблизи критической точки рифтинга могут изменять ход рифтогенеза от затухания процесса растяжения до полного раскола литосферы (Huismans t al., 2001). В табл. 2-1, 3-1 приведены оценки продолжительности эпизодов растяжения ряда известныx рифтовыx бассейнов мира (Takeshita, Yamaji 1990; Huismans et al., 2001). Несмотря на различие в движущиx меxанизмаx рифтинга, продолжительность процессов растяжения литосферы внутриконтинентальныx рифтов в теx случаяx, когда за ними следовал океанический спрединг, на порядок величины превосxодила продолжительность растяжения для внутридуговыx рифтов. Эти данные предполагают также, что процесс рифтинга континентальной литосферы может быть неоднократным и в целом занимать от 16 до 70 млн. лет. Для литосферы задуговых бассейнов его продолжительность варьирует от 3 до 12 млн. лет и также не может считаться мгновенной. Этот факт находит отражение в истории тектонического погружения многих осадочных бассейнов мира (см. ниже).

В ряде работ делалась попытка численного воспроизведения процесса рифтогенеза с расчетом поля скоростей деформаций в литосфере, подвергаемой растяжению. Ввиду сложности задачи, расчеты велись при упрощающих предположениях, касавшихся реологии среды и граничных условий. Не все из этих предположений можно считать корректными. Так в модели (Keen, 1985) было использовано априорное задание размеров зоны растяжения, а также скоростей на границе “литосфера-астеносфера” и предполагалось отсутствие касательных напряжений на этой границе. В модели (Alvares et al., 1884) при расчете поля скоростей использовалось предположение о постоянстве скоростей деформаций, так что последние не менялись по величине вплоть до края зоны растяжения, что заметно завышало роль конвективного фактора в формировании поля температур литосферы.

Основные характеристики процесса рифтогенеза континентальной литосферы мы рассматриваем на примере относительно простой модели деформации среды, опирающейся на результаты физического моделирования. Физическое воспроизведение процессов рифтогенеза континентальной литосферы, осуществленное в лаборатории моделирования геодинамических процессов МГУ А.И. Шемендой и А.Л. Грохольским (Шеменда 1983; 1984; Малкин, Шеменда, 1984, 1989), продемонстрировало ведущую роль утонения литосферы снизу в процессе рифтогенеза при существенно меньших амплитудах деформаций приповерхностных слоев литосферы – основополагающий факт в современных моделях континентального рифтогенеза (Табл. 3-1; Рис. 5-2; 6-2; Huismans et al., 2001).

Рис. 6-2. Модель растяжения упруго-пластичной литосферы (см. Текст). Изотермическая астеносфера (T=Ts) пассивно поднимается, следуя за нижней границей литосферы.

Эти эксперименты показали также, что эволюция поля деформаций при рифтогенном растяжении литосферы хорошо описываются в рамках модели деформаций упруго-пластичной литосферы с конечным пределом ползучести, _s:

_x/t = 0 при _{xx s} и _x/t = [(_xx - _s) / a]ⁿ при _xx > _s (4-2)

где a имеет смысл эффективной вязкости cреды: _xx = _s + a (_x/t)^1/n В модели при расчете деформаций мы использовали реологический закон (4-2) вместе с обычным упрощающим предположением о независимости скоростей деформаций _x/t от глубины z (Alvares et al., 1984; Pederson, 1994). Тогда выполнение двух условий - постоянство силы, растягивающей литосферу, в каждом ее сечении:

_xxH(x,t)=F(t)

и выход скоростей смещения пород литосферы у границы зоны пластичности к заданному значению скорости растяжения Vo (рис. 4-2):

при x=XTS (5-2)

дают возможность путем итераций найти границу области пластических деформаций XTS как функцию времени, если заданы реологические параметры _s a и n и если определена форма нижней границы литосферы H(x,t) на данный момент времени t. В целом процедура вычисления поля скоростей деформаций литосферы выглядела следующим образом (Галушкин и др., 1986; 1988): для заданной формы начального возмущения нижней границы литосферы (с максимальной амплитудой возмущения не превышающей 5% от исходной толщины литосферы) из (2) итерациями находились размеры области пластичности XTS и соответственно толщина литосферы на границе зоны пластичности: HTS=H(x=XTS, t). После этого поле скоростей смещения частиц литосферы определялось по формулам:

при x > XTS и

; при 0 x XTS (6-2)

где

Найденное поле скоростей использовалось для определения нового положения нижней границы литосферы через шаг времени t и повторения цикла вычислений. В соответствии с наблюдениями в природе и в экспериментах, такая модель обеспечивала соблюдение двух основных факторов модели континентального рифтогенеза: плавное уменьшение скоростей деформаций _x/t в растягиваемой литосфере с приближением к границе пластичности и ведущую роль утонения литосферы снизу. Полученное на каждый момент времени поле скоростей Vx(x,t) и Vz(x,z,t) использовалось в решении нестационарного, двумерного уравнения теплопроводности с конвективными членами;

(7-2)

Это уравнение определяло эволюцию температурного поля литосферы в процессе ее растяжения, в то время как пространство ниже подошвы литосферы, определяемой из уравнений (6-2), заполнялось изотермичной астеносферой (рис. 7-2).

Изменение мощности литосферы в процессе растяжения и эволюция распределения температур, рассчитанные в приведённой модели, показаны на рис. 5-2. Здесь демонстрируется результат растяжения литосферы с постоянной скоростью Vo=0.5 см/год и со значениями реологических параметров (a=410²² пуаз, _s=10⁹ дин/см², n=1), разумными для пород литосферы (Шеменда, 1983; Малкин, Шеменда, 1984; 1989). Как следствие этого процесса подошва литосферы у оси рифта поднимается в течение 20 млн. лет с глубины около 145 км до 37 км. При этом горизонтальные скорости перемещения частиц литосферы менялись от нуля на оси рифта до 0.5 см/год у границы зоны растяжения, а вертикальные от нуля у поверхности литосферы до 0.3-0.5 см/год у её основании. В процессе растяжения изотермы поднимались к поверхности в области “шейки” и тепловой поток на оси “шейки” непрерывно возрастал от начального значения около 30 мВт/м² до величины 37 мВт/м² через 5 млн.лет рифтинга, затем до 57 мВт/м² через 12 млн. лет и достигал значения 112 мВт/м² после 20 млн. лет растяжения. Характерно, что рассчитанный тепловой поток заметно отставал от своих стационарных значений, особенно в крыльях структуры (Галушкин и др.,1986; 1988).

Рис. 7-2. Растяжение литосферы в модели с конечным пределом ползучести (t – продолжительность процесса, H и q – толщина литосферы и поверхностный тепловой поток на оси рифта. Изотермическая астеносфера (T=Ts) пассивно поднимается, следуя за нижней границей литосферы.

Рассмотренная численная модель упруго-пластичного растяжения литосферы с конечным пределом пластичности в целом неплохо воспроизводит самые общие черты процесса континентального рифтогенеза при удовлетворительном соблюдении его временных и пространственных масштабов. Она объясняет постепенную локализацию области деформаций литосферы с подъёмом кровли астеносферы и утонением квазихрупкого слоя коры. Однако, как и любая модель она не может объяснить всё разнообразие проявлений континентального рифтинга и сопровождающих его явлений, о которых говорилось выше. Рассмотренная модель имеет и ряд ограничений. Основное из них связано с предполагаемой независимостью полей напряжений и скоростей деформаций от температуры. Такое предположение не отвечает имеющимся геолого-геофизическим данным о развитии рифтовых систем. В последствие были разработаны модели, позволяющие анализировать деформации литосферы с реологией пород, меняющейся с глубиной от хрупких деформаций в пределах верхней коры и верхней мантии до ползучих и учитывающие экпоненциальную зависимость девиаторов напряжений от скоростей деформаций и температуры - в нижней коре и нижней мантии (Pederson, 1994; Huismans et al., 2001). Эти работы согласовались с выводами нашей упрощенной модели относительно убывания амплитуды деформаций к бортам области рифтогенеза, ведущей роли утонения литосферы снизу и временных масштабов процесса, однако, введение в модель более сложной реологии пород позволило получить и ряд новых результатов. Так, Хистманс с соавторами (Huismans et al., 2001) показали, что растекание диапирообразного поднятия астеносферного материала, сформированного в первую фазу рифтогенеза, и термическое ослабление пород нижней коры, могут вызвать повторную фазу растяжения коры в позднерифтовую стадию развития бассейна. При этом может и не произойти вторичного раскола коры, если термическая релаксация поднятия окажется достаточно быстрой, чтобы заблокировать латеральное растекание астеносферного диапира. Здесь можно отметить, что в силу скрытой неустойчивости, характерной для рассматриваемой температурно-реологической модели, ситуация может меняться даже при небольших вариациях в значениях параметров, определяющих температурное поведение эффективной вязкости пород мантии и нижней коры. В работе (Huismans et al., 2001) отмечается также, что распространенные проявления позднего мантийного вулканизма в конце синрифтовой или же начале пострифтовой стадий развития бассейна можно объяснить тем фактом, что максимальное поднятие астеносферного диапира приходится как раз на это время. Это подтверждается и результатами нашего моделирования на рис. 5-2.